内蒙古温都尔庙地区晚古生代石炭系沉积背景：沉积岩石学、古生物学及锆石U-Pb测年证据

吕红达，王师捷，徐仲元，董晓杰

吉林大学 地球科学学院，长春 130061

0 引言

中亚造山带是西伯利亚古陆与中朝、塔里木板块之间的古亚洲洋消减而形成的巨型缝合带，是全球范围内最大的显生宙造山带[1,2]。兴蒙造山带作为中亚造山带在中国境内的部分，是松辽盆地以西和以北的兴安岭及内蒙古东部古生代造山带的总称，也是古亚洲构造的重要组成部分，由于地理位置的特殊性，多年来为古亚洲洋闭合的研究提供大量重要证据，引起了众多中外学者广泛的关注与研究[3-9]。目前的焦点集中在兴蒙造山带的形成和演化及古亚洲洋的闭合时间上，目前的争议可以归纳为两点：(1)晚二叠世—早三叠世：肖文交认为中亚造山带西部主体部分最终形成于晚石炭世—早二叠世，表现为“多增生楔-多期次-多方向-多方式”的增生造山方式[2,7,10,11]；李锦轶通过对活动陆缘杂岩分布特征研究，揭示出古亚洲洋在震旦纪打开以后，岩石圈板块的俯冲作用有可能开始于奥陶纪，并一直持续到石炭纪晚期，于二叠期间最终关闭[12,13]；杨文麟认为古亚洲洋发生闭合的时间在晚二叠世—早三叠世，呈现“西早东晚，北早南晚”的渐次特征[14]；孙德有通过对吉林大玉山花岗岩岩体的研究，认为其属同碰撞型花岗岩类型, 是板块碰撞拼合的直接证据，得出结论：兴蒙造山带东段的西拉木伦河—长春—延吉板块缝合带应于二叠纪末期最终闭合[15]。(2)早石炭世-泥盆纪：徐备、陈斌把409 Ma的超镁铁质岩块作为古亚洲洋俯冲结束时期的产物，认为古亚洲洋在晚泥盆世完成拼合，碰撞缝合线位于二道井—查干乌拉—红格尔一线[4,16]；邵济安通过对中亚造山带中大规模出现的裂谷型岩浆岩带的研究，得出结论：古亚洲洋于晚石炭世完成闭合，中亚造山带同时于此期间逐渐开始演化[17]。徐备等[5,18]提出的早古生代古亚洲洋闭合、晚古生代伸展-陆内造山的兴蒙造山带两阶段演化模式为兴蒙造山带的形成和演化研究提供了新的思路。

内蒙古温都尔庙地区位于兴蒙造山带南侧，发育寒武—奥陶系温都尔庙群增生蛇绿杂岩[19,20]、白乃庙群活动大陆边缘弧火山岩[21]、中志留统徐尼乌苏组弧后盆地沉积建造[22]和上志留统西别河组磨拉石建造[23]。侵入温都尔庙群和白乃庙群中的奥陶纪岛弧型变质辉长岩[24]、英云闪长岩和奥长花岗岩[19,25]和早志留世岩体一起构成早古生代弧-陆碰撞造山带。在这些早古生代造山带岩石和地层之上还发育了以石炭、二叠系地层为主的晚古生代沉积，称之为温都尔庙晚古生代盆地。查明这一晚古生代沉积盆地的沉积环境和沉积背景，对讨论兴蒙造山带的演化有着十分重要的意义。本文选择这一沉积盆地的石炭系地层进行沉积岩石学、古生物地层学和同位素年代学研究，在进一步明确其沉积时代的基础上，以期查明其沉积环境、物质来源和沉积背景，进而讨论这一地区的晚古生代构造演化。

1 区域地质背景

研究区位于内蒙古苏尼特右旗温都尔庙地区，大地构造位置位于兴蒙造山带南缘，或华北克拉通北侧的早古生代大陆边缘增生带，横跨该带内的温都尔庙俯冲-增生杂岩带和白乃庙岛弧带(图1)。

区内岩石、地层组成复杂，总体上可分为早古生代活动大陆边缘增生楔和晚古生代沉积盆地。前者由寒武—奥陶系温都尔庙群增生杂岩和白乃庙群大陆边缘弧火山岩、中志留统徐尼乌苏组弧后沉积盆地(出露于工作区的西侧)、上志留统西别河组磨拉石建造和早奥陶世中细粒辉长岩、晚奥陶世灰色细粒奥长花岗岩、早志留世埃达克岩(出露于工作区的南侧)组成。晚古生代地层自北向南依次出露有由上石炭统阿木山组海相碳酸盐沉积建造、本巴图组滨海-浅海相含火山碎屑的碎屑沉积建造和酒局子组海陆交互相碎屑沉积建造，以及下二叠统碎屑岩夹碳酸盐岩沉积建造。由于古生代早期—晚古生代末期造山事件在区内形成对冲型逆冲断层，而导致上述地层之间多为断层接触，但局部可以见到一些接触关系，如查干乌拉附近的上石炭统阿木山组角度不整合覆盖在寒武—奥陶系温都尔庙群之上；上石炭统酒局子组角度不整合覆盖在寒武—奥陶系白乃庙群之上(图2)。目前研究发现，原定的上石炭统本巴图组可能形成于二叠纪(本文未发表资料)，在此暂不讨论。而上石炭统阿木山组和酒局子组则具有不同的沉积建造，反映不同的沉积环境，二者又分别位于对冲型逆断层北、南两侧的上盘，二者目前的出露位置显然是由对冲逆断层造成的结果，因此本文选择这两个地层单位进行研究。

图1 大地构造位置图[3,7]Fig.1 Geotectonic location map

1.二叠系; 2.上石炭统阿木山组; 3.上石炭统本巴图组; 4.上石炭统酒局子组; 5.志留系西别河组; 6.白乃庙群; 7.温都尔庙群哈尔哈达组; 8.温都尔庙群桑达来呼都格组; 9.早二叠世花岗闪长斑岩; 10.晚奥陶世灰色细粒奥长花岗岩; 11.早奥陶世中细粒辉长岩; 12.早奥陶世蛇纹石化橄榄岩; 13.不整合接触; 14.剖面位置; 15.实测逆断层; 16.实测正断层; 17.取样点.图2 研究区地质简图Fig.2 Sketch geological map of study area

2 地层、生物特征和沉积环境

本文通过剖面测量和镜下观察对上石炭统酒局子组以及阿木山组的岩石组成、岩性岩相以及古生物特征进行了研究。

2.1 酒局子组

酒局子组主要分布于朱日和镇乌兰淖尔北山一带，角度不整合覆盖在寒武—奥陶系白乃庙群之上。实测剖面(图3a),结合路线观测确定，区内酒局子组为一套碎屑岩夹碳酸盐岩沉积，局部夹薄层煤。主要由厚层-中厚层石英岩质细砾岩、含砾石英粗砂岩、中粗粒岩屑石英砂岩组成。中薄层-薄层细粒石英砂岩、粉砂岩和薄层泥岩夹薄层灰岩或薄煤层呈韵律产出，其中粗碎屑岩多，细碎屑岩少，局部见小型交错层理、平行层理和不对称波痕(图4a)，且地层中含一定数量的陆生植物化石和鹦鹉螺化石(图4b、c)，说明为湖相扇三角洲沉积，碎屑岩磨圆分选差，显示快速堆积特征(图4d)。显微镜下观察发现，砂岩碎屑成分相对单一，以石英碎屑为主，硅质、铁质和泥质胶结；砾岩中砾石成分以石英岩、石英砂岩为主，含少量安山岩。尽管成分相对单一，但磨圆较差，次圆状-次棱角状。说明酒局子组的碎屑岩应为近源沉积。

图3 温都尔庙晚古生代沉积盆地上石炭统酒局子组(a)和阿木山组(b)实测地层剖面图Fig.3 Field-acquired geological profile of Jiujuzi Formation(a)，Amushan Formation(b) in Upper Carboniferous series from Late Paleozoic sedimentary basin,Ondor Sum

a.石英砂岩及其中的不对称波痕; b.细砂岩中的植物化石；c.细粒石英砂岩及其中的鹦鹉螺化石; d.分选磨圆都不好的滨湖碎屑堆积,显示快速堆积的特征.图4 酒局子组部分岩石及构造特征Fig.4 Petrological and tectonic characteristics of Jiujuzi Formation

剖面中，上部薄层泥岩中含Neuropterispseudovata,Callipteridiumsp.,Calamititessp.等植物化石，由胡泽瑾(内蒙古地质局第二区调队)[26]在1983年对该地区石炭纪古生物特征以及地层的总结与划分得知，其时代为晚石炭世—早二叠世，生存环境为温热的湖相环境，少量为潮湿的沼泽环境。

2.2 阿木山组

阿木山组地层主要分布在朱日和镇东部，查干乌拉以北一带，位于由北向南的逆冲岩片之上，仅在查干乌拉附近保留有与一起逆冲的温都尔庙群的角度不整合关系。

所列剖面(图3b)为区内阿木山组最完整的一条剖面，剖面与下伏温都尔庙群为角度不整合接触，剖面底部生物碎屑灰岩中含有温都尔庙群哈尔哈达组硅质岩砾石(图5a)，接触界面的不规则形态和之上的底砾岩(图5b)都说明其角度不整合特征。总体上以灰岩为主，有部分碎屑岩，据此可以分为上、下两段。下段由土黄色含砾钙质石英粗砂岩、灰白色中砾石英砾岩、灰白色砾屑或砂屑灰岩、生物碎屑灰岩组成(图3b中的1～6层)，表现为土黄色含砾钙质石英粗砂岩-青灰色生物碎屑灰岩，灰白色砾屑-砂屑泥晶灰岩，钙质石英砾岩-中薄层含砾砂屑灰岩的沉积韵律，反映了这一时期曾出现过多次海水强烈动荡的环境。上部主要由中薄层灰岩、中厚层灰岩、中薄层生物碎屑灰岩和硅质条带灰岩夹薄层泥晶灰岩组成，反映相对平静的浅海沉积环境。总体上是一套退积层序，表现出由相对活动到相对稳定，海水深度不断变化，并逐渐加深的滨-浅海沉积环境。

野外和镜下观察发现，阿木山组中的石英质砾岩、粗砂岩和砂屑灰岩中的砾屑和砂屑形态各异，除底砾岩次棱角状-次圆状(图5b)外，其他均为棱角状-次棱角状，碎屑成分以石英岩或硅质岩、绢云绿泥片岩、石英为主(图5a、c、d；图6a)，也反映了阿木山组中的碎屑岩有近源沉积的特征。

在阿木山组生物碎屑岩中采集了大量海百合茎、筳类化石(图6b)，筳类化石最具时代意义，见有Zellaheritschi(赫利其氏车尔筳)、Obsoletessp.1(衰颓筳(未定种1))(图7a)、Obsoletessp.2(衰颓筳(未定种2))、Parafusulinaundulata(波状拟纺锤筳)、Putrellalui(卢氏普德尔筳)(图7b)、Parafusulinagracilis(柔拟纺锤筳)(图7c)、？Polydiexodinasp.(?复通道筳(未定种))(图7d)、Psedoschwagerinafusulinoides(筳型假希瓦格筳)、Psedoschwagerinaborealis(北方假希瓦格筳)、Schubertellasp.(苏博特筳(未定种))。其中Schubertellasp.生存时代为晚石炭世—早二叠世；Psedoschwage-rinafusulinoides、P.borealis是晚石炭世常见种。

a.剖面第5层钙质石英砾岩，砾石为石英岩和石英，钙质胶结；b.剖面第1层底部的底砾岩，砾石为石英岩、硅质岩和绢云绿泥片岩等，次圆状-次棱角状，分选不好；c.剖面第9层的砂屑泥晶灰岩，砂屑粒径0.1 mm，棱角状，成分主要为石英，少量长石，基质为细晶方解石；d.剖面第4层的砂屑泥晶灰岩，砂屑粒径0.1 mm，棱角状，成分为石英和泥岩(已变为绿泥石团块)，基质为细晶方解石.图5 阿木山组下部砾岩和砂屑灰岩Fig.5 Conglomerate and sandy clastic limestone in lower Amushan Formation

图6 阿木山组下部生物碎屑灰岩，见硅质岩砾石(a)、海百合茎及筳类生物碎片(b)Fig.6 Bioclastic limestone in lower part of Amushan Formation, siliceous rock gravel(a), lily stem and biological debris(b)

a.Obsoletes sp.1衰颓筳(未定种1)产地和层位：苏尼特右旗温都尔庙上石炭统阿木山组;b.Putrella lui 卢氏普德尔筳 产地和层位：苏尼特右旗温都尔庙上石炭统阿木山组;c.Parafusulina gracilis柔拟纺锤筳 产地和层位：苏尼特右旗温都尔庙上石炭统阿木山组;d.？Polydiexodina sp.？复通道筳(未定种)产地和层位：苏尼特右旗温都尔庙上石炭统阿木山组.图7 阿木山组筳类化石Fig.7 Fusulinid fossils from Amushan Formation

3 锆石U-Pb测年及分析结果

3.1 样品位置

从酒局子组、阿木山组分别采集各一件，取样位置分别为：P3JN26(酒局子组)，113°2′25″E，42°22′02″N；TM-13(阿木山组)，113°11′29″E，42°23′43″N。

3.2 分析方法

对野外采集的两个样品进行碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素年代学定年研究。制靶流程见文献[27]。将样品粉碎分选，在双目镜下挑选出透明度较高、晶形较完好，且内部无裂隙具有代表性的单颗粒锆石。将从原岩样品中分选出的锆石晶体粘贴在环氧树脂胶上，打磨并抛光至颗粒内部暴露出来，镀碳膜。整个分选、制靶及样品显微图像的采集均在河北廊坊市区域地质调查研究所的扫描电镜实验室完成。

U-Pb同位素测定用标准硅酸盐玻璃NIST610进行仪器最佳化，采用GJ-1作为进行元素分流校正的标准锆石，每分析8～10个样品点，分析2次外标样品。U-Pb年龄测定在中国地质调查局天津地质矿产研究所开放性显微镜实验室完成。U-Pb同位素比值及元素含量计算采用Glitter程序，锆石U-Pb谐和图的绘制和年龄加权平均值的计算均采用Isoplot程序完成。年龄>1 000 Ma的锆石采用207Pb/206Pb年龄，<1 000 Ma者则采用206Pb/238U年龄。

3.3 分析结果

对酒局子组中粗粒石英砂岩样品(P3JN26)、阿木山组石英砂岩样品(TM-13)分别抽取86、65颗锆石进行测定，其测试结果见表1、表2。

酒局子组、阿木山组碎屑锆石镜下阴极发光图像如图8所示：两组样品中大部分锆石显示为自形-半自形，大小较均一，多呈短柱状或浑圆状，棱角状，少数有一定的磨圆，大多具有明显的韵律环带(图8)。

P3JN26样品中锆石的Th/U比值为0.26～0.92，反映出比较典型的岩浆锆石成因。86个数据中，83个数据点的206Pb/238U年龄相当均一，在437～464 Ma之间，均在协和线上(图9)，206Pb/238U加权平均年龄为444.4±1.3 Ma，最小年龄437±3 Ma(表1)，这说明酒局子组沉积发生在437±3 Ma(早志留世)之后。除此有3个数据点的207Pb/206Pb年龄分别为：1 032±18 Ma、1 227±22 Ma、1 834±18 Ma。

TM-13样品中锆石的Th/U比值介于0.24～1.14，>0.40的锆石颗粒高达90%，具有典型的岩浆成因特征。其中65个数据点中的57个数据点206Pb/238U年龄相当均一，整体在437±6～445±7 Ma之间，均在协和线上(图10)，206Pb/238U加权平均年龄为441.9±0.7 Ma，最小年龄为438±6 Ma(表2)，与前文酒局子组中主体碎屑锆石年龄大致相同，且磨圆分选特征相似，说明其物源极有可能一致。另外，还出现了两组数据点207Pb/206Pb年龄为1 769±23 Ma～1 898±35 Ma(5颗)以及2 473±28 Ma～2 506±24 Ma(3颗)。

图8 酒局子组(a)、阿木山组(b)样品碎屑锆石镜下阴极发光图Fig.8 CL images of partial detrital zircon age of sample from Jiujuzi Formation(a)、Amushan Formation(b)

图9 酒局子组样品碎屑锆石U-Pb年龄协和图(a)、年龄直方图(b)Fig.9 Zircon U-Pb concordia diagram(a) and relative probability plot(b) for detrital zircons of sample from Jiujuzi Formation

4 讨论

4.1 沉积时代

本文通过地层中的古生物化石鉴定和碎屑锆石年龄特征综合限定盆地沉积时代。获得温都尔庙地区酒局子组与阿木山组年龄特征比较集中，除去峰值在～1.8 Ga、～2.5 Ga的古老基底年龄外，两组地层最小年龄分别为437±3 Ma、437±6 Ma，峰值年龄均在440 Ma±，总数占85%以上，结合植物、莛类古生物特征，笔者认为，酒局子组和阿木山组均形成于晚石炭世—早二叠世。

4.2 物源分析

440 Ma±的年龄与研究区南侧志留纪俯冲造山形成的埃达克质岩石年龄十分吻合。简平[28]在达茂旗地区发现了年龄为440～452 Ma的埃达克质闪长岩、石英闪长岩；张超[29]在白乃庙地区发现年龄为438 Ma的弧岩浆岩，岩性为变质闪长岩；白新会等[30]在白乃庙岛弧带西段发现了442.6±2.4 Ma和434.2±2.2 Ma具有典型O型埃达克质岩石特征的早志留世岩体，并指出早古生代期间古亚洲洋在华北板块北缘以北地区的俯冲方向大体为由北向南。这些盆地周围早古生代造山带极有可能在造山末期发生垮塌事件后，为两组地层提供主要物源。

杨臻元[31]认为，华北板块以1 850 Ma和2 500 Ma两期锆石发育为特征。本次工作中酒局子组中的三颗古元古代末期—中元古代的锆石(1 032 Ma，1 227 Ma，1 834 Ma)与阿木山组中5颗～1.8 Ga的锆石和3颗～2.5 Ga的锆石与华北板块典型的两期岩浆事件吻合。这也说明，华北板块克拉通基底是酒局子组与阿木山组的潜在物源，但有着较远的搬运距离，这与样品中此锆石年龄区间所占比例极少相吻合。

结合锆石特征来看，物源主体部分锆石有着磨圆次棱角状、次圆状，分选差等特点，说明沉积盆地物源并没有经历长距离搬运，只有很少一部分物源可能由华北板块北缘经历了搬运作用。综上，沉积盆地物源来自于盆地周围早古生代造山带，盆地位置上更靠近华北板块，显示盆地位置上亲华北克拉通的特征。虽然地理位置上与华北板块靠近，物源中来自华北板块的锆石成分却极少，原因极有可能是盆地沉积期间正处于古亚洲洋闭合中期或后期，闭合并没有全部完成，致使只有极少量华北板块古老基地物质经水系混入早古生代造山带中。

4.3 沉积环境分析

综上多方面研究，可以确定两组地层均显示快速堆积的特点。结合区域早古生代地层空间分布以及接触关系，早古生代造山带造山末期应发生过一次垮塌事件，垮塌发生之后，造山带物质应作为基底存在于沉积盆地之上，这与沉积盆地的近源性相吻合。

酒局子组主要为碎屑岩夹碳酸盐岩沉积，局部煤层显示沼泽相沉积特点。地层中含一定数量的陆生植物化石和鹦鹉螺化石，并见有不对称波痕沉积构造，显示湖相扇三角洲沉积。从砾岩到砂岩的规律性沉积韵律反映出当时有大量陆源碎屑物质供给，地壳频繁波动。总体上处于由沼泽相—扇三角洲湖相过渡的沉积环境。

阿木山组主要以灰岩为主，含有少量碎屑岩。少数紫红色的岩石颜色，表明物源区气候应该出现过极短期炎热干旱环境。从下部生物碎屑采集到的大量海百合茎为主的生物化石，从形态特征上分析为晚古生代典型温暖清澈的浅海环境中生活的种类。含砾钙质石英粗砂岩、钙质石英砾岩、砂屑灰岩的出现说明这一时期曾出现过多次海水强烈动荡的环境。上部中厚层灰岩、结晶灰岩和硅质条带灰岩反映了相对平静的浅海沉积环境。总体上为由动荡(快速堆积)到稳定(海水加深)的滨-浅海沉积环境。

5 结论

(1)酒局子组和阿木山组的形成时代应为晚石炭世—早二叠世。

(2)酒局子组、阿木山组二者碎屑锆石年龄谱集中在440 Ma±，与盆地周围早古生代造山末期侵入岩和埃达克质岩石的年龄相似。主体物源来自于盆地周围早古生代造山带，除此之外，可能有极少量物源来自于南部华北板块古老基底。

(3)酒局子组沉积环境相当于大陆边缘的沼泽-湖相，阿木山更趋近于相对活动到相对稳定的滨-浅海沉积环境。早古生代造山带经历的垮塌事件可能与晚古生代古亚洲洋闭合后期所处的伸展环境有关。